Una importante parte de las excursiones de montaña propuestas en este blog, discurren por la Cordillera Cantábrica. Por esta razón es necesario hacer una pequeña historia geológica de la zona, donde puedan ser enmarcadas las observaciones realizadas a lo largo de las diferentes rutas. La historia geológica que se narrará a continuación se basa en numerosos datos procedentes del trabajo de gran cantidad de geólogos que llevan estudiando esta zona desde el siglo XIX y, especialmente, desde los últimos 50 años. Para no hacer tedioso el texto con constantes referencias, se remite al lector a dos libros que sintetizan magníficamente la geología de la Cordillera Cantábrica, en los que además se podrá ampliar la información aquí vertida. Los libros son: “Geología de Asturias” (Aramburu y Bastida, 1995) y a “Geología de España” (Vera, 2004), así como a las citas contenidas en ambos.

En la cordillera Cantábrica afloran rocas con una edad comprendida entre el Precámbrico (>550 M. a.) y el Cuaternario, las cuales pueden ser divididas en tres  grupos, cada uno de los cuales informa de una parte de la historia geológica de esta región:
  (1) Rocas precámbricas: afloran a lo largo de una banda arqueada, cuya anchura no supera los 20 km (Antiforme del Narcea), que pasa por las localidades de Cudillero, Tineo, Cangas del Narcea y Puerto de Leitariegos (Fig. 1). A partir del límite meridional de Asturias, el Antiforme del Narcea se adentra en la provincia de León, adoptando una dirección ONO-ESE entre Villablino y Barrios de Luna. Las rocas precámbricas consisten en lutitas y areniscas (Pizarras del Narcea) entre las que abundan las intecalaciones de rocas volcánicas y plutónicas.

 Figura 1. Mapa geológico de Asturias y áreas limítrofes. Arriba izquierda: leyenda de la ZAOL. Arriba derecha: leyenda de la ZC (Parga Pondal et al., 1982)

  (2) Rocas Paleozoicas: afloran a ambos lados del Antiforme del Narcea y se encuentran discordantes sobre el Precámbrico. Las rocas de la parte oriental configuran la denominada Zona Cantábrica (ZC) (Fig. 2) y tienen una edad comprendida entre Cámbrico y Carbonífero (Pensilvaniense). Hasta el Devónico superior, las rocas paleozoicas de la ZC constan de unidades de calizas, dolomías, areniscas, cuarcitas y lutitas, depositadas sobre la plataforma continental marina, situada al oeste de Gondwana (antiguo continente en el que se asentaba Asturias durante el Paleozoico). La profundidad de estas aguas era bastante somera, lo que favorecía la proliferación de la vida, como lo atestigua la abundancia de restos fósiles de trilobites, corales, braquiópodos, etc. El océano donde se asentaban estas rocas es conocido como Océano Rheico, que separaba Gondwana de otros continentes situados al oeste y al norte (Laurentia y Báltica). Las capas más altas de la sucesión carbonífera se depositaron en una cuenca de antepaís, sinorogénica con la deformación compresiva Varisca que por el oeste comenzaba a engrosar la corteza terrestre. Los sedimentos que rellenan esta cuenca al principio son marinos que hacia arriba pasan a capas de transición entre el medio marino y continental (normalmente medios deltaicos que rellenan la Cuenca Carbonífera Central, Fig. 1) entre los que abundan las capas de carbón, explotadas en Asturias desde el siglo XIX, que dan testimonio de un clima cálido con una vegetación exuberante durante este periodo. En la parte oriental de Asturias, en los Picos de Europa, que todavía eran ajenos a la deformación varisca que se acercaba desde el oeste, la casi la totalidad de las rocas carboníferas corresponde a calizas, depositadas en el margen continental pasivo de Gondwana.

 Las rocas paleozoicas situadas al oeste del Antiforme del Narcea, forman parte de la denominada Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL) (Fig. 2). En casi su totalidad, estas rocas tienen una edad comprendida entre el Cámbrico y el Silúrico y consisten principalmente en pizarras y cuarcitas depositadas en un medio marino más profundo. En la parte baja de la serie pueden encontrarse algunas unidades calcáreas (Calizas de Vegadeo). Por encima de todo este conjunto litológico, en el sector occidental de Asturias, se disponen de forma discordante areniscas y lutitas de edad Estefaniense que contienen capas de carbón que son actualmente explotadas en las zonas de Cangas del Narcea, Degaña y Villablino.

Figura 2. Mapa del Oeste de España y Portugal, mostrando la división en zonas del Macizo Ibérico (tomado de Vera (2004)

  (3) Rocas del Pérmico, Mesozoico y Cenozoico: Estas unidades representan el Ciclo Alpino. Las rocas pérmicas y mesozoicas afloran de forma casi continua en la parte central y septentrional de Asturias y constituyen la parte occidental de la denominada Cuenca Vasco - Cantábrica. Aparte de estos afloramientos, existen otros de menores dimensiones en diversos puntos de las vertientes asturiana y leonesa de la Cordillera Cantábrica. Se trata de calizas, margas, areniscas, conglomerados y lutitas principalmente, depositados en el borde meridional de una cuenca que al principio era continental y que evolucionó a una cuenca marina somera. El medio donde se producía la sedimentación de estos materiales también era apto para la vida, siendo muy abundantes los restos fósiles de braquiópodos, lamelibranquios, cefalópodos y dinosaurios. Por encima de los materiales mesozoicos, a lo largo de una franja de dirección E-O, que va desde Grado hasta Cangas de Onís y al sur de la cordillera, afloran rocas Cenozoicas, que representan pequeñas cuencas de antepaís, sinorogénicas con la deformación Alpina compresiva.

  Estructura
Cada una de las unidades descritas arriba, presenta estructuras que registran la deformación compresiva de, al menos, dos orogenias: Varisca y Alpina. Además, entre estos dos periodos tectónicos, existen evidencias de varios episodios extensionales.
Las estructuras más antiguas observables en la Cordillera Cantábrica se encuentran en las rocas precámbricas del Antiforme del Narcea, donde las Pizarras del Narcea se encuentran bajo el Paleozoico discordante. Esta discordancia, por lo tanto, evoca la existencia de una actividad tectónica anterior a la misma. Por otro lado, la presencia de rocas volcánicas y plutónicas de edad Ediacariense (Precámbrico) indica que la deformación se produjo en un entorno tectónico concreto. Así, la signatura geoquímica de estas rocas ígneas ha dado pie a que algunos autores las interpreten como procedentes de un arco de islas, el cual precedió a una Orogenia Precámbrica. Sin embargo, no se ha podido demostrar claramente la existencia de estructuras de esta edad, pues las que deforman estas rocas pueden ser interpretadas como Variscas. Este hecho ha suscitado controversia, de manera que otros autores opinan que la deformación exclusivamente precámbrica se debe de relacionar con un evento tectónico de menor envergadura.  

La sucesión paleozoica se encuentra intensamente deformada por estructuras variscas, con una dirección que va de N-S a E-O, diseñando un arco, cuyo núcleo se localiza en la parte oriental de Asturias (Figs. 1, 2). Asimismo, las estructuras variscas presentan una marcada vergencia hacia el este, lo que demuestra que nos encontramos en la rama oriental del Orógeno Varisco. Según opinan la mayoría de los autores, la forma arqueada del Orógeno Varisco se debe a un rasgo original (el margen continental de Gondwana que colisionó con Laurentia y Báltica, ya presentaba una forma arqueada), si bien el arco se fue cerrando a lo largo de la evolución del orógeno. Las estructuras Variscas se desarrollan desde finales del Devónico hasta el Estefaniense, cuyos depósitos discordantes postdatan esta orogénesis.  

En la Zona Astruroccidental Leonesa (ZAOL) se observa un importante desarrollo de dos generaciones de pliegues, a los que se asocian foliaciones tectónicas y zonas de cizalla. Es decir, las estructuras variscas en esta Zona indican una deformación dúctil, desarrollada bajo condiciones metamórficas de bajo grado (Fig. 3). Por lo tanto, la ZAOL corresponde a las zonas internas del Orógeno Varisco. La ZC se encuentra deformada por cabalgamientos y pliegues asociados (Fig. 4) y representa, por lo tanto, las zonas externas del orógeno. En la ZC las estructuras Variscas se encuentran cortadas por pequeños cuerpos graníticos, como son los de Linares, Boal, Carlés y Salave en Asturias o el de la Peña Prieta en León, que se intruyeron al final del Carbonífero o a principios del Pérmico. La geoquímica de estos cuerpos ígneos indica que son de tipo I, es decir, procedentes de la fusión de corteza oceánica y, por lo tanto, portadores de oro. Esta es la razón por la que en torno a algunos de estos cuerpos ígneos se hayan desarrollado recientemente actividades mineras para la extracción de dicho metal. 

Figura 3. Corte geológicode la Zona Astruroccidental Leonesa que, de oeste a esta pasa por las localidades de Mondoñedo (Lugo), San Martín de Oscos y Tineo (Martínez Catalán et al., 1990).

Figura 4. Corte geológico de la Zona Cantábrica que, de oeste a este va entre Degaña - Pola de Lena y Posada de Valdeón (Pérez-Estaún et al, 1988).

La Orogénia Varisca debió de producir una enorme cordillera con importantes relieves. Así, las calizas emergidas al final de la orogenia debieron de verse sometidas a importantes procesos de kartificación, algunas de cuyas cavidades pueden ser observadas actualmente. Ya en el Pérmico se había producido la erosión casi total de estos relieves, pues durante este periodo la zona se vio sometida a extensión, con un importante adelgazamiento la corteza terrestre. Las fallas responsables de esta extensión suelen tener una dirección E-O y compartimentan estrechas y profundas cuencas de tipo rift, en las que se depositaron discordantemente las capas del Pérmico y Triásico. Este adelgazamiento cortical provocó el acercamiento  de las rocas paleozoicas (ahora es el sustrato de esas cuencas) a regiones profundas con temperaturas suficientemente elevadas como para provocar la circulación convectiva de las aguas intersticiales contenidas en dichas rocas. Esta circulación de fluidos a través de las rocas paleozoicas produjo el lixiviado de sales y minerales, dando lugar a reemplazamientos y rellenos de fluorita en las cavidades kársticas de las calizas carboníferas, en las brechas asociadas a las fallas responsables de la extensión y en las calizas situadas debajo de las capas impermeables pérmicas discordantes, que actuaron como sello de la mineralización. Después del Pérmico se produjo la sedimentación de las capas mesozoicas sobre una plataforma ya bien configurada. La máxima extensión en la Cuenca Vasco – Cantábrica tuvo lugar en el Cretácico inferior. Este dato es consistente con la reciente datación realizada en los yacimientos de fluorita, si bien, muchos autores desconfían de este dato, pues la interpretación que relaciona las mineralizaciones de fluorita con el rift Pérmico, parece muy sólida.    

A partir del Cretácico superior comienza la Orogenia Alpina, como consecuencia de la colisión entre la península Ibérica y Europa. Por el este, la colisión dio lugar a la Cordillera Pirenaica, mientras en el margen Cantábrico, al no existir una corteza continental al norte de la Península, la colisión se produjo contra la corteza oceánica Cantábrica. La orogenia Alpina consiste en cabalgamientos de dirección entre E-O y NO-SE, dirigidos hacia el sur que, en muchos casos, resultaron de la reactivación de estructuras Variscas y que exhumaron el basamento Paleozoico. Algunos de los principales cabalgamientos alpinos se encuentran en la zona central de Asturias, como es el  caso de la Falla de Ventaniella o Franja móvil, que levantó la pequeña cordillera prelitoral que va desde el Norte de Oviedo a Peña Careses,  prolongándose hacia el este y SE de Asturias. En la Cordillera Cantábrica, la Falla de León es otra estructura varisca reactivada durante el ciclo Alpino y que provocó relieves tan importantes como el del Macizo de Ubiña. Por último, el límite meridional de la Cordillera Cantábrica corresponde asimismo a otra importante estructura alpina. En todos los casos, estos cabalgamientos involucran en la deformación rocas paleozoicas y mesozoicas. Por delante de estos cabalgamientos (al sur de ellos) se instalan pequeñas cuencas de antepaís en las que se depositan los materiales Cenozoicos. Estas estructuras son las responsables de la totalidad del relieve que actualmente se puede observar en Asturias. En tiempos cuaternarios, los relieves están siendo erosionados, dando lugar a un modelado glaciar (bien conservado en las zonas altas de la cordillera), al encajamiento de la red fluvial actual con un importante desarrollo del karst. Asimismo, el levantamiento de la cordillera queda igualmente registrado en plataformas de abrasión marina, actualmente preservadas en la rasa cantábrica.

    Referencias
- Aramburu, C. y Bastida, F. eds. (1995). Geología de Asturias. Ediciones Trea S. L., Gijón, 308 págs.
- Parga Pondal, I.; Vegas, R. y Marcos, A. (1982). Mapa Xeolóxico do Macizo Hespérico , Escala 1: 500.000. Laboratorio Xeoloxico de Laxe (Publicacións da Área de Xeoloxía e Minería do Seminario de Estudios Gallegos).
- Martínez Catalán, J. R.; Pérez Estaún, A.; Bastida, F.; Pulgar, J. A. & Marcos, A. (1990). Structure. In: Dallmeyer & Martinez García (Eds.) (Pre - Mesozoic Geology of Iberia). Springer - Verlag Berlin Heidelberg: 103-114.

- Pérez Estaún, A.; Bastida, F.; Alonso, J.L.; Marquínez, J. L.; Aller, J; Álvarez Marrón, J; Marcos, A. & Pulgar, J. A. (1988). A thin-skinned tectonics model for an arcuate fold and thrust belt: the Cantabrian Zone (Variscan Ibero-Armorican Arc). Tectonics, 7: 517-537.

- Vera, J. A. Ed. (2004). Geología de España. Sociedad Geológica de España - Instituto Geológico y Minero de España, edición, 884 págs.

En esta ocasión, aprovechando mi estancia en los Andes de Mendoza (Argentina), incluiré en el blog una excursión geológica de montaña, en colaboración con mis compañeros Pedro Farias y Álvaro Rubio, en un lugar emblemático como es el Parque Nacional de la Caldera del Diamante.  Con este artículo no se intentará pormenorizar en los detalles observables a lo largo de la ruta, sino que tratará de de dar una visión general de los procesos geológicos que han tenido lugar en esta parte de los Andes y que pueden ser deducidos de las rocas que aquí afloran.  

El Parque Nacional de la Caldera del Diamante se encuentra ubicado en la Cordillera Frontal de los Andes mendocinos. Afloran rocas con una edad que abarca desde el Paleozoico hasta el Cenozoico. Entre el  Refugio  del General Alvarado y la Pampa de los Avestruces  se encuentran las rocas más antiguas, de edad paleozoica. Estas se formaron a partir de sedimentos depositados en el margen occidental de una cuenca marina que separaba Chilenia, un microcontinente alargado en dirección N-S, de Gondwana (Cuyania). Estos continentes colisionaron durante el Carbonífero inferior, hace 360-320 ma (millones de años).
Las rocas que se observan en la pista que asciende a la Pampa de los Avestruces constan de cuarcitas negras y pizarras de la Formación Las Lagunitas. Estas rocas, que ocupaban el fondo de la cuenca que separaba Chilenia de Cuyania, sufrieron una intensa deformación durante la colisión de ambos continentes (orogenia  Famatiniana) que provocó el desarrollo de un gran pliegue asimétrico, y vergente al Oeste, pues su plano axial se inclina hacia el Este (Fig. 1). El núcleo de esa gran estructura se sitúa  a la altura del Refugio de la Cruz de Piedra. A este pliegue se asocia una foliación tectónica (clivaje pizarroso S1, líneas rojas de la figura 1) paralela a su plano axial. Esta deformación cerró completamente la cuenca sobre la que se depositaron las rocas de la Formación las Lagunitas, creando los primeros relieves de aquella antigua cordillera.

Izquierda: Aspecto de las cuarcitas y pizarras de la Fm. Las Lagunitas. El lapicero indica la posición del clivaje pizarroso que deforma estas rocas.  

Derecha: Aspecto de un pliegue menor que deforma a estas rocas.

  Posteriormente a la deformación Famatiniana, las rocas paleozoicas de la pista que asciende a la Pampa de los Avestruces fueron nuevamente deformadas por pliegues, que en este caso son  vergentes al Este. Estos se encuentran posiblemente ligados a la deformación Gondwánica, que se desarrolló entre el Carbonífero inferior y el Pérmico (320-250 ma) (Fig. 1). Asociada a esta deformación Gondwánica se produce la intrusión de granitos, como el que se observa en el entorno del  Refugio del General Alvarado. Este granito está constituido fundamentalmente por cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa en menor cantidad, con biotita como mineral máfico (oscuro) dominante. Algunas variedades de este granito, como las que se encuentran expuestas en el jardín, son consecuencia de los procesos tardimagmáticos asociados a esta intrusión, como las rocas con megacristales de biotita o rocas con textura porfídica (grandes cristales en una matriz de grano más fino) con fenocristales de feldespato potásico. La intrusión de este granito provoca la transformación de las rocas encajantes (las cuarcitas y pizarras de la formación Las Lagunitas) en  pizarras mosqueadas y corneanas (rocas metamórficas de contacto o metamorfismo térmico). Los minerales que aparecen como consecuencia de estas transformaciones son la andalucita y la biotita.
Todos los relieves que se generaron durante estas deformaciones fueron rápidamente arrasados, pues la región fue sometida a un periodo extensional, evidenciado por el depósito de las rocas sedimentarias y volcánicas del Grupo Choiyoi, del Triásico (250-200 ma) que se observan en la Pampa de los Avestruces, con un característico intenso color rojizo.

Pampa de las Avestruces. Al fondo se observan las capas horizontales y rojizas del Grupo Choiyoi. 

Figura 1: Corte geológico entre el Refugio del General Alvarado y la Pampa de las Avestruces. Las líneas azules corresponden a la estratificación, las rojas a la foliación Famatiniana y las verdes a la foliación Gondwánica (García-Sansegundo el al., 2012).

En tiempos recientes, durante el Cenozoico (desde aproximadamente 50 ma hasta la actualidad), la región se vio nuevamente sometida a compresión, lo que da lugar a las estructuras Ándicas, responsables del relieve actual. Asociada a este  proceso compresivo sigue produciéndose en la región una intensa actividad ígnea, evidenciada por el desarrollo del volcán Diamante. El volcán Diamante explotó hace 450.000 años, produciéndose la emisión de grandes volúmenes de material eyectado que se depositó  en una gran área de influencia dando lugar a ignimbritas, tobas, pumitas, cenizas, etc. En las zonas más próximas, como en el acceso al Refugio  del General Alvarado, puede observarse el gran depósito ignimbrítico producido durante la explosión de este volcán. Finalizada la erupción, y vaciada la cámara magmática del volcán Diamante, se produce el hundimiento y desarrollo de la caldera del Diamante, de la que en tiempos recientes surge un nuevo aparato volcánico: el volcán Maipo. Este volcán ha tenido actividad recientemente,  la cual se pone de manifiesto por las numerosas lavas cordadas, bombas y acumulaciones de lapilli existentes. Composicionalmente, tanto los materiales del volcán Diamante como del Maipo, son rocas de composición intermedia (andesitas y andesitas basálticas) (véase Sruoga et al. 2005).
El importante relieve de la cordillera Andina da lugar a la intensa actuación de diferentes procesos encargados del modelado del paisaje, cuyo grado de intensidad depende principalmente del tipo de clima reinante. En los últimos dos millones de años, durante el periodo Cuaternario, la evolución del relieve en este área se caracteriza principalmente por la actuación de procesos glaciares, nivales y fluviales. Durante el último periodo glaciar, las lenguas de hielo alcanzaron cotas situadas por debajo del Refugio  del General Alvarado, como lo demuestra el perfil en forma de U del valle, mirando desde el refugio hacia el este. En la actualidad, los procesos dominantes son los torrentes, que han rellenado el fondo del antiguo valle glaciar y formado los depósitos de pie de monte situados al este de los relieves de la cordillera.  

Referencias

  García-Sansegundo, J; Farias, P; Rubio-Ordóñez, A. y Heredia, N. (2012): Estructura del Paleozoico del Cordón del Carrizalito (sector meridional de la Cordillera Frontal de los Andes, Provincia de Mendoza, Argentina). Geo-Temas (8ºCGE).    

  Sruoga, P., Llambias, E.J., Fauque, L., Schonwandt, D. and Repol, D.G., 2005. Volcanological and geochemical evolution of the Diamante Caldera-Maipo volcano complex in the southern Andes of Argentina (34º 10' S). Journal of South American Earth Sciences, 19(4): 399-414.

Según información del USGS un terremoto de magnitud 9 se ha producido frente a la costa oriental de Japón, provocando un número todavía indeterminado de víctimas. El evento principal ha sido sucedido por numerosas réplicas de notable magnitud. Según el Servicio Sismológico Japonés es el peor seísmo desde hace 140 años. Asimismo, el terremoto ha desencadenado un gran tsunami, cuyas sobrecogedoras imágenes se pueden contemplar en casi todas las televisiones del mundo (ver video).
Nuevamente cabe preguntarse cuál es la causa geológica responsable del terremoto, si bien ya en un artículo anterior, con motivo del terremoto de Okinawa en Febrero de 2010, se explicó la causa que provoca los terremotos en la costa oriental de Japón. En todo caso, haremos una breve reseña, ampliando un poquito el entorno geológico en el que tienen lugar todos estos sismos.
Podríamos comenzar la historia geológica en el Paleógeno, en el momento en el que una alineación de islas (entre las que se encontraba el actual Japón) se desgajó de la parte oriental del continente de Gondwana (único continente que había en la Tierra a finales del Paleozoico y que agrupaba la totalidad de las actuales masas continentales). La referida alineación de islas representaba una delgada y alargada porción de corteza continental que, al separarse de Gondwana, dio lugar a la formación de un mar marginal, reconocible actualmente en lo que es el Mar del Japón, en cuyo fondo se generó una pequeña porción de corteza oceánica. A la vez que tenía lugar esta expansión continental, por el borde oriental de las islas japonesas se originó una zona de subducción, de forma que el fondo del océano Pacífico se introducía bajo las islas de japonesas por su parte oriental (Fig. 1).

Figura 1. Esquema que muestra el origen del arco de islas de Japón. (A) Continente Euroasiático. (B) Corteza oceánica del Mar del Japón. (C) Arco de islas con corteza continental desgajada del continente Euroasiático. (D) Lugar aproximado donde se produjo el sismo M 8.9 del 11-03-2010, a su derecha se sitúa la placa del Pacífico que subduce bajo el Japón. Figura tomada de  [1].

  Al producirse esta subducción sobre las islas se comenzaron a instalar volcanes en respuesta a la subducción que estaba teniendo lugar (Ej. Fujiyama). Por tanto, actualmente tenemos la Placa del Pacífico subduciendo bajo las islas japonesas que forman parte de la placa Norteamericana (Fig. 2). Esa subducción se articula por una falla cuya liberación de energía elástica provoca terremotos como el registrado hoy.  Por último, comentar que dado que el epicentro del sismo tuvo lugar bajo el mar desencadenó un tsunami de proporciones colosales.

Figura 2. Mapa en el que se presenta la distribución de placas tectónicas en el Pacífico occidental con la situación del epicentro del sismo M 8.9. del 11-03-2011. Figura tomada de [2].

Pese a la gran magnitud del terremoto, se puede observar en los videos que circulan por la red (ver videos), que Japón es un ejemplo de cómo debe de construirse para evitar catástrofes sísmicas. En los videos se puede comprobar que“todo se mueve pero casi nada se cae”. El caso del tsunami es otra cosa, pues lo único que se puede hacer es activar la alarma lo más rápido posible para que las personas intenten ponerse a salvo alejándose de la costa o, si no es posible la huida, subiendo a la parte alta de los edificios.

Referencias

[1] Tarbuck, E. J. & Lutgens, F. K. (1996): Earth: An Introduction to Physical Geology. Prentice Hall, 605 págs.

[2] http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/5/51/Placas_tectonicas_mapa.png

Otro interesante libro íntimamente relacionado con el blog ha sido recientemente presentado en la Facultad de Geología de la Universidad de Oviedo. Se trata de la Guía de Geológica del Parque Natural de los Picos de Europa. Es esta  una obra financiada por el Instituto Geológico y Minero de España (IGME) y el Organismo Autónomo de Parques Nacionales, en el que han intervenido la mayoría de científicos que, de una u otra forma, han trabajado en la Geología de nuestro magnífico macizo calcáreo.

 
En el libro se abordan todos los aspectos geológicos de los Picos de Europa, a saber, estratigrafía, sedimentología, estructura, paleontología, geomorfología, etc., de una forma asequible a las personas no especializadas en geología. En la obra se incluyen numerosas fotografías, muchas de ellas interpretadas desde un punto de vista geológico, y esquemas que facilitan enormemente la comprensión del libro. Por otra parte, la obra viene acompañada de dos mapas, uno geológico y otro geomorfológico, ambos a escala 1: 100000, escala algo grande, aunque ni que decir tiene que si se necesita un mayor detalle de la geología  de una zona concreta, existen los mapas geológicos a 1: 50000 (2ª serie MAGNA) que distribuye el IGME. Asimismo, los autores incluyen 14 recorridos geológicos, con los que se puede disfrutar tanto de la geología como de la montaña.

 
Esta guía se encuentra a la venta en librerías especializadas, como por ejemplo la Librería Cervantes de Oviedo, la Librería Cornión en Gijón o la Tienda Verde en Madrid. Sin embargo, el número total de ejemplares es escaso debido a la falta de previsión de los organismos encargados de su publicación. Por ello, a quien esté interesado en este libro, sería recomendable que lo adquiera lo más rápidamente posible, pues probablemente se agotará pronto.

Por mi parte, no solo recomiendo su lectura, sino el uso de la guía durante la realización de los itinerarios geológicos propuestos por los autores. Más adelante, tengo la intención de incluir en el blog alguna excursión por los Picos de Europa y no dudéis que utilizaré las ilustraciones de este libro para mi propósito. Por el momento, disfrutad de los Picos y de  la guía.

 
REFERENCIA DE LA GUÍA

Adrados, L.; Alonso, V.; Bahamonde, J.R.; Farias, P.; Fernández González, L.P.; Gutiérrez Claverol, M.; Heredia Carballo, N.; Jiménez Sánchez, M.; Meléndez Asensio, M.; Merino Tomé, O. y Villa Otero, E. (2010): Parque Nacional de los Picos de Europa. Guía Geológica. Guías Geológicas de Parques Nacionales, Adrados Ed., 337 pp. (ISBN: 978-84-8014-786-6).